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Géographie physique et Quaternaire

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Les obstacles à l’encaissement des vallées supérieures : l’exemple des bassins de la Petite Creuse et du Cher supérieur (nord du Massif central, France) Fluvial Incision Hindrances in Upper Valleys: The Example of Petite Creuse and Upper Cher Basins (Northern Massif Central, France) Jean-Pierre Larue

Volume 58, numéro 1, 2004 Résumé de l'article L’analyse des profils longitudinaux des cours d’eau actuels et des terrasses URI : https://id.erudit.org/iderudit/013109ar dans les bassins du Cher supérieur et de la Petite Creuse, sur la bordure nord DOI : https://doi.org/10.7202/013109ar du Massif central, vise à déceler les anomalies témoignant de déformations tectoniques. Dans ces régions de socle hétérogène, les déformations Aller au sommaire du numéro tectoniques génèrent des dynamiques fluviales qui varient dans l’espace. Situés dans les bassins tertiaires subsidents de Gouzon, Lavaufranche et Cosne, les drains à pente anormalement faible présentent des profils longitudinaux à Éditeur(s) forte concavité. Au contraire, les cours d’eau à pente anormalement forte dessinent des profils moins concaves et coulent sur le socle de la Combraille, Les Presses de l'Université de Montréal des Monts de la Marche et du horst de Hérisson–Forêt de Tronçais, dans des régions soulevées. Toujours façonnés dans des roches résistantes, les ruptures ISSN de pente reculent très lentement et bloquent le creusement des vallées à l’amont de leur localisation. Ainsi, les vallées supérieures qui traversent les 0705-7199 (imprimé) bassins de Cosne, de Gouzon, de Lavaufranche et de Genouillac 1492-143X (numérique) présentent-elles une forte concavité et un faible encaissement en raison de leur isolement des secteurs aval par des ruptures de pente d’origine tectonique et Découvrir la revue lithologique.

Citer cet article Larue, J.-P. (2004). Les obstacles à l’encaissement des vallées supérieures : l’exemple des bassins de la Petite Creuse et du Cher supérieur (nord du Massif central, France). Géographie physique et Quaternaire, 58(1), 25–44. https://doi.org/10.7202/013109ar

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Géographie physique et Quaternaire, 2004, vol. 58, no 1, p. 25-44, 12 fig., 3 tabl.

LES OBSTACLES À L’ENCAISSEMENT DES VALLÉES SUPÉRIEURES : L’EXEMPLE DES BASSINS DE LA PETITE CREUSE ET DU CHER SUPÉRIEUR (NORD DU MASSIF CENTRAL, FRANCE)

Jean-Pierre LARUE*, Géodynamique des milieux naturels et de l'environnement, Université de Paris XII-Val de Marne, 94010 Créteil Cedex, France.

RÉSUMÉ L’analyse des profils longitudinaux des cours d’eau actuels ABSTRACT Fluvial incision hindrances in upper valleys: The exam- et des terrasses dans les bassins du Cher supérieur et de la Petite ple of Petite Creuse and upper Cher basins (Northern Massif central, Creuse, sur la bordure nord du Massif central, vise à déceler les ano- France). The analysis of longitudinal profiles of river channels and ter- malies témoignant de déformations tectoniques. Dans ces régions de races in the upper Cher and Petite Creuse basins (northern Massif socle hétérogène, les déformations tectoniques génèrent des dyna- Central) aims at detecting anomalies caused by lithology and tectonic miques fluviales qui varient dans l’espace. Situés dans les bassins distortions. In these regions characterized by heterogeneous base- tertiaires subsidents de Gouzon, Lavaufranche et Cosne, les drains à ments, tectonics cause fluvial dynamics that vary in space. Rivers pente anormalement faible présentent des profils longitudinaux à forte with abnormally gentle slopes have highly concave longitudinal profiles concavité. Au contraire, les cours d’eau à pente anormalement forte and are located in the subsident Cenozoic basins of Gouzon, dessinent des profils moins concaves et coulent sur le socle de la Lavaufranche and Cosne. On the contrary, steepest-sloped rivers Combraille, des Monts de la Marche et du horst de Hérisson–Forêt de have less concave profiles and flow on the uplifted basement of Tronçais, dans des régions soulevées. Toujours façonnés dans des Combraille, Monts de la Marche and Hérisson–Forêt de Tronçais roches résistantes, les ruptures de pente reculent très lentement et horst. Knickpoints which are always located in hard rocks, retreat bloquent le creusement des vallées à l’amont de leur localisation. slowly and stop river incision upstream. So, upper valleys that cross Ainsi, les vallées supérieures qui traversent les bassins de Cosne, basins draw profiles with high concavity and slight incision because of de Gouzon, de Lavaufranche et de Genouillac présentent-elles une their partition from downstream reaches by tectonical and lithologi- forte concavité et un faible encaissement en raison de leur isolement cal knickpoints. des secteurs aval par des ruptures de pente d’origine tectonique et lithologique.

Manuscrit reçu le 13 mai 2004 ; manuscrit révisé accepté le 15 mars 2005 (publié le 2e trimestre 2006) *Adresse électronique : [email protected] _58-1.qxd 23/05/06 08:56 Page 26

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INTRODUCTION CADRE DE L’ÉTUDE L'encaissement des cours d’eau est un phénomène géo- En offrant une structure faillée, une grande variété litholo- morphologique majeur, mais aussi, complexe, qui a été gique et des mouvements tectoniques différentiels certains constaté aussi bien dans les massifs anciens que dans les (Freytet et al., 1985 ; Larue, 2000), la bordure nord-ouest du bassins sédimentaires de l’Europe du nord-ouest (Veldkamp, Massif central est un terrain favorable à l’étude des profils lon- 1992 ; Antoine, 1994 ; Lefebvre et al., 1994 ; Van den Berg, gitudinaux et des ruptures de pente accidentant les cours 1996 ; Maddy, 1997; Veldkamp et Van Dijke, 1998 ; Larue, d’eau des bassins du Cher supérieur et de la Petite Creuse. 2003). La plupart des auteurs (Wyns, 1977 ; Pomerol, 1978 ; Longue de 60 km, la Petite Creuse prend sa source dans les Veldkamp, 1991 ; Lefebvre et al., 1994) admettent un soulève- Monts de la Marche, au SO du Signal de l’Age, qui culmine à ment régulier pour justifier l’approfondissement progressif des 570 m d’altitude (fig. 1 et tabl. I). Elle s’écoule d’est en ouest, vallées au cours du Pléistocène, mais font appel au climat pour entre les Monts de la Marche, au sud, et les hauteurs expliquer les phases de creusement et celles d'accumulation. d’Aigurande, au nord, avant de confluer avec la Creuse à 202 m d’altitude. Après avoir drainé l’alvéole de Soumans, dévelop- Les relations entre la tectonique et l’incision restent incer- pée dans les granites à gros grains de Chanon, et traversé le taines. Si Bull (1990), Merritts et al. (1994) et Bonnet et al. bassin tertiaire de Lavaufranche, elle s’encaisse en gorges (1998) pensent que les deux phénomènes sont simultanés et dans les migmatites de Boussac, avant de déboucher dans le que la mesure de la profondeur des vallées permet d'évaluer bassin tertiaire de Genouillac (Cohen-Julien et al., 1989, 1991; l'ampleur du soulèvement continental, d’autres chercheurs, Quenardel et al., 1991). Dans le secteur de Boussac, elle décrit comme Pazzaglia et al. (1998) et Weissel et Seidl (1998), esti- des méandres encaissés de 250 m de longueur d’onde et de ment qu’un temps de réponse important existe entre le sou- 300 m d’amplitude (fig. 2). Plus en aval, des méandres encais- lèvement et le creusement. Étant contrôlée par les conditions sés de plus d’un kilomètre de longueur d’onde et d’amplitude se climatiques, l’incision est un phénomène discontinu dans le développent dans les gneiss du secteur de Malval, puis dans temps, qui ne se produit que lors de courtes périodes favo- le granite de Chéniers. Parallèles entre eux et d’une longueur rables : au début et à la fin des phases froides du Pléistocène subégale (entre 8 et 10 km), les affluents incisent de manière (Larue, 2003). symétrique le versant sud de l’axe d’Aigurande et le versant Les mécanismes du creusement sont relativement bien nord des Monts de la Marche. Seul le Verraux, long de connus. Le creusement s’effectue par abrasion mécanique, 26,25 km, traverse les Monts de la Marche sans décrire de par altération physico-chimique, par cavitation ou par mouve- méandres ; plus long et encaissé que la Petite Creuse, il peut ments de masse (Whipple et al., 2000). Il dépend donc de la être considéré comme le cours principal. 2 puissance fluviale, qui contrôle le flux de la charge de fond et Drainant un bassin versant de 850 km formé surtout de varie longitudinalement en fonction de la pente et du débit, et roches cristallines et métamorphiques imperméables, la Petite à l’inverse de la largeur (Knighton, 1999 ; Petit et al., 2000 ; Creuse a un régime pluvio-évaporal océanique très peu pon- 3 Schmitt et al., 2001), mais aussi des conditions climatiques et déré : le débit moyen de 8,82 m /s masque un maximum men- 3 3 de la lithologie. L’hétérogénéité structurale, les phénomènes suel de 18,1 m / s en février, et un minimum de 2,38 m /s en 3 volcaniques et les réorganisations hydrographiques peuvent août (rapport de 7,6 à 1), les extrêmes allant de 185 m /s 3 localement modifier les conditions de l’incision. à 0,020 m /s. Nés dans le sud de la Combraille, respectivement à 720 m L’incision varie selon la taille des cours d’eau et aussi, pour et à 768 m d’altitude, le Cher, et son principal affluent, la le même cours d’eau, de l’amont à l’aval. Résultant de l’inter- Tardes, suivent une direction subméridienne (fig. 3). Plus action entre l’incision fluviale, la tectonique et la lithologie longue que le Cher (41 km), la Tardes (64,5 km) apparaît (Sklar et Dietrich, 1998 ; Snyder et al., 2000 ; Kirby et Whipple, comme le cours principal. Les pentes fortes et un substrat 2001 ; Brocard, 2003), le profil longitudinal tend à atteindre cristallin imperméable expliquent la très faible pondération l’équilibre dynamique, qui se traduit par une forme concave des régimes : les étiages atteignent le stade d’assèchement. plus ou moins régulière. Or, les profils des vallées supérieures Affluent de la Tardes, la Voueize traverse le petit bassin ter- présentent souvent des ruptures de pente qui peuvent s’expli- tiaire de Gouzon, avant de s’encaisser en gorges jusqu’à la quer, soit par un contact lithologique, soit par une confluence confluence. À l’aval, dans le bassin tertiaire de Montluçon, les qui augmente la puissance érosive du cours d’eau, soit par affluents de rive gauche (Vernoële, Magieure et Queugne) un soulèvement à l’amont d’une faille active, ou encore, par un sont plus longs que ceux de rive droite, excepté l’Aumance. abaissement du niveau de base à l’aval qui favorise l’érosion Affluent de rive droite du Cher de 47 km de longueur, régressive. Ces ruptures de pente peuvent témoigner de dif- l’Aumance naît sur le horst cristallin du Montet, vers 440 m ficultés du creusement, comme l’étude des bassins de la d’altitude, traverse le bassin tertiaire de Cosne-d’Allier, puis Petite Creuse et du Cher supérieur nous en donne de nom- s’encaisse en gorges dans le horst de Hérisson–Forêt de breux exemples. Souvent peu encaissées, les vallées supé- Tronçais avant de confluer avec le Cher, à 164 m d’altitude rieures ne rendent pas compte du soulèvement, mais seule- (Turland et al., 1990). Trois méandres encaissés de 1 km de ment des fluctuations climatiques récentes (Starkel, 1999, longueur d’onde et de 500 m d’amplitude existent dans le sec- 2003). Aussi la mesure de l’incision verticale des cours d'eau teur de Hérisson (fig. 4). Le régime apparaît très irrégulier : à telle que l’ont réalisée Bonnet et al. (1998) ne peut-elle rendre Hérisson (bassin versant de 928 km2), le rapport des modules compte du soulèvement récent dans les vallées supérieures moyens mensuels extrêmes varie de 1 à 12 (1,34 m3/s en de la bordure nord-ouest du Massif central. septembre et 16,5 m3/s en février).

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LES OBSTACLES À L’ENCAISSEMENT DES VALLÉES SUPÉRIEURES 27 N Signal de l'Age 570 m N Treignat 200 km + St Sauveur use

++ e r Cher C (0,31) 0 5 km e Seine

t + ti Montluçon e P Creuse

Garonne

Loire Soumans ++ ++

+ St Marien

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Fig. 2 Fig. a A

Parsac 25 x + rau Ver Malleret- Boussac +

+ ++ ++ ++ ++ ++ 40 90 (0,47) ++ ++ Bussières- St Georges 294 m

) 1 + 6

, Clugnat

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( Cressat +++ + +++ +++ + MONTS DE LA MARCHE 530 m

e Jarnages us ++ + + ++ + ++ + r e ++

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Morphostructural map of the Petite Creuse basin and location of the knickpoints. Morphostructural map of the Petite e Châtelus- Malvaleix

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e HAUTEURS D'AIGURANDE HAUTEURS C 30 La Celette

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Faille de Boussac Faille

) ) 0 4 de la Marche Faille ,

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faille principale faille rupture de pente et secteur d’augmentation en mètres par rapportdénivellation à la droite du profil d'équilibre indice de concavité gu main fault and slope increase knickpoint line of the equilibrium from the straight deviation longitudinal profile (in metres) index concavity Aigurande i + A + + +

(0,48) 100 75 + Cheniers

+

+ ) s

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n 0,

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Creuse 100 + +

ligne de partage des eaux divide drainage d’Aigurande granite granite Aigurande des Monts de la Marche granites Monts de la Marche granites alvéole de Soumans Soumans depression migmatites de Boussac Boussac migmatites gneiss et micaschistes gneiss and micaschist roches volcano-sédimentaires volcano-sedimentary rocks sédiments éocènes et quaternaires Eocene and Pleistocene deposits 202 m Fresselines + + FIGURE 1. Carte Creuse et localisation des rup- morphostructurale du bassin de la Petite tures de pente.

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TABLEAU I Caractéristiques hydrologiques (d’après l’Agence de Bassin Loire-Bretagne)

Cours d’eau Superficie Altitude des Pente Débit Module moyen Module moyen Crue Étiage du bassin- sources moyenne moyen mensuel mensuel maximale maximal versant (m) (‰) annuel maximal minimal (m3/s) (m3/s) (km2) (m3/s) (m3/s) (m3/s) Cher à Chambonchard 517 720 12,2 5,59 10,8 1,36 117 0 Tardes à Evaux-les Bains 854 768 8,2 9,27 16,9 2,02 460 0 Aumance à Hérisson 928 440 7,4 7,17 16,5 1,34 216 0,039 Petite Creuse à Fresselines 850 520 5,3 8,82 18,1 2,38 185 0,020

Hauteurs d'Aigurande ~~~ 360 m ~~~~ N ~~~~~ x u o ~~~~~~r é B ~~~~~~~~ ~~~~ ~ ~~~ 1 km ~~~~~~~ ~ ~~~~~~ ~ Age ~~~~~~ ~~~~~ 345 m ~ ~~~~ 325 m ~ ~ ~ Boussac 378 m

P etit 334 m 390 m e 309 m C reuse 327 390 370 m 355 m e Pet us 330 m ite Cr e 380 m C 365 m h a

m

p 450 m e

i ++++ x 430 m ++Monts de la Marche + ++++++ ++ 360 m + + +

390 altitude (m) glacis gneiss anatectique elevation (m) glacis ~ anatectic gneiss

abrupt faille gneiss abrupt fault ~ gneiss gorge leucogranite bassin éocène de Lavaufranche gorge + leucogranite Lavaufranche Eocene basin

augmentation de pente migmatites terrasses pléistocènes slope increase migmatites Pleistocene terraces

FIGURE 2. Carte morphostructurale du secteur de Boussac (le cercle Morphostructural map of the Boussac district (the grid pattern indi- quadrillé indique l’espace urbanisé). cates the urbanized area).

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LES OBSTACLES À L’ENCAISSEMENT DES VALLÉES SUPÉRIEURES 29

FIGURE 3. Carte morphostructurale du bassin supérieur du Cher et Morphostructural map of the Cher upper basin and location of the localisation des ruptures de pente. knickpoints.

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30 J.-P.LARUE Tronget Gipcy 493 m Le Montet Rocles

) ,5 0 (

e c n a m u

A

grès du Trias Trias du grès sédiments du Paléozoïque supérieur sédiments du Paléozoïque sediments Upper Paleozoic silt and sandstone Triassic dépôts éocènes et oligocènes du bassin de Cosne-d’Allier Cosne basin Eocene and Oligocene deposits détritiquesformations mio-pliocènes Mio-pliocene deposits argileux du Pliocène supérieur sables Upper Pliocene deposits alluvions Fu Fu alluvial deposits alluvions Fx et Fya alluvial deposits Fx and Fya rupture de pente et secteur d’augmentation de pente and slope increase knickpoint en mètres par rapportdénivellation à la droite du profil d'équilibre line of the from the straight deviation equilibrium longitudinal profile (in metres) indice de concavité index concavity soulèvement uplift

+ + Chavenon + Ygrande + 100

(0,42) + + Buxières +

Murat + + +

s

i a

d

n

a B 231 m Villefranche ) 32 Morphostructural basin and location of the knickpoints. map of the Aumance

, 85 0 t ( limite du bassin versant principale faille socle cristallin et métamorphique drainage divide drainage main fault crystalline and metamorphic basement Louroux- je Cour Bourbonnais

219 m

103 Cosne )

+ + 3

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e O + Le Vilhain + +

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+ Blains (0,35) Blains 120 +

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Hérisson 136 0 1 5 km o

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Reugny Cher

o Loire R + St Victor Montluçon

Estivarelles Cher

Cher Vallon 145 164 m FIGURE 4. Carte morphostructurale et localisation des ruptures du bassin de l’Aumance de pente. 200 km

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LES OBSTACLES À L’ENCAISSEMENT DES VALLÉES SUPÉRIEURES 31

MÉTHODES et les principales ruptures de pente. Le tableau II recense ces Les profils longitudinaux de 32 cours d'eau actuels ont été cours d’eau en les classant en trois sous-bassins (Cher supé- construits à partir des cartes topographiques IGN (Institut rieur, Aumance et Petite Creuse) et en fournissant quelques Géographique National) à 1/25 000, en utilisant les points données morphométriques (longueur, altitude des sources, cotés et l’altitude de chaque isohypse recoupant le talweg. pente moyenne réelle, pente calculée d’après l’équation liant L’équidistance des courbes de 5 m permet d’obtenir des pro- longueur et pente). La figure 5 représente les profils longitu- fils suffisamment précis pour déceler les variations de pente dinaux des trois principaux cours d’eau et de leurs affluents.

TABLEAU II Caractéristiques des profils longitudinaux

Cours d’eau Longueur Altitude Dénivellation Pente Indice de D1 Pente Résidus (km) sources (m) moyenne concavité (m) estimée2 (pente réelle- (m) (m/km) (IC) (m/km) pente estimée) Bassin versant : Cher Cher 41 720 435 10,6 0,25 320 7,4 3,2 Cher 86 720 556 6,5 0,72 430 4,6 1,8 Tardes 64,5 760 475 7,4 0,36 320 5,6 1,8 Voueize 31 420 91 2,9 0,22 60 8,8 -5 Moussière 12,5 500 135 10,8 0,56 25 15,7 -4,9 Vernoele 14 475 275 19,6 0,11 160 14,6 5 Bartillate 18 475 275 15,3 0,13 135 12,5 2,8 Magieure 24,25 485 301 12,4 0,39 115 10,3 2,1 Meuzelle 20 460 275 13,7 0,36 100 11,7 2 R de la Forêt 14,37 350 175 12,2 0,21 110 14,4 -2,2 Queugne 25 400 235 9,4 0,4 100 10,2 -0,8 Bassin versant : Aumance Aumance 23,3 440 219 9,5 0,50 103 10,6 -1,1 Aumance 46,5 440 276 5,9 0,48 145 6,8 -0,9 Œil 35,5 500 281 7,9 0,53 103 8,1 -0,2 Courjet 11,38 375 155 13,6 0,32 85 16,7 -3,1 Blains 8,5 410 195 22,9 0,35 120 20,1 2,8 Carrières 6,5 315 102 15,7 0,68 36 23,8 -8,1 Guêtres 5,75 355 156 27,1 0,27 86 25,7 1,4 Louise 7 400 214 30,5 0 136 22,7 7,8 Ingarands 10 410 228 22,8 0,22 120 18,1 4,6 Bouteille 7 350 173 24,7 0,29 95 22,7 2 Planchettes 5,6 310 135 24,1 0,17 60 26,2 -2,1 Ronchat 5,5 310 145 26,4 0,42 60 26,5 -0,1 Bassin versant : Petite Creuse Petite Creuse 23 520 226 9,8 0,31 100 10,7 -0,9 Petite Creuse 60 520 318 5,3 0,61 180 5,8 -0,5 Verraux 26,25 548 254 9,7 0,47 170 9,8 -0,1 Champeix 8 550 241 30,1 0,33 40 20,9 9,2 Poiriers 10,75 475 205 19,1 0,48 90 17,3 1,7 Mornay 7,12 490 231 32,4 0,28 50 22 9,9 Béroux 9,8 480 146 14,9 0,14 50 18,4 -3,5 Age 9,5 492 183 19,3 0,27 25 18,7 0,5 Celette 8,75 400 130 14,8 0,41 30 19,7 -4,9 Mortroux 10,85 425 183 16,9 0,04 70 17,2 -0,3 Aiguille 12 425 190 15,8 0,4 75 16,2 -0,3 Méasnes 10 400 183 18,3 0,3 80 18,2 0,1

1. dénivellation en mètres par rapport à la droite du profil d’équilibre 2. d’après l’équation de la figure 4

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32 J.-P.LARUE

Cher A) 800 Cher Tardes 700

600

500 Magieure Aumance Voueize 400 Queugne Altitude (m)

300

200

100 0 20 40 60 80 100 120 Distance (km)

Aumance 500 B) Oeil

450 Ingarands Blains 400 Louise Aumance Guêtres Courjet 350 Bouteille Carrières Planchettes 300 Ronchat Altitude (m)

250

200

150 0 10 20 30 40 50 60 Distance (km)

Petite Creuse C) 600 Champeix 550 Petite Creuse Verraux Mornay Age 500 Poiriers Béroux

450 Mortroux Aiguille 400 Celette Méasnes 350 Altitude (m) 300

250

200 0 10 20 30 40 50 60 70 Distance (km)

FIGURE 5. Profils longitudinaux A) du Cher et de ses affluents, B) de Longitudinal profiles: A) the Cher and its tributaries, B) the Aumance l’Aumance et de ses affluents, et C) de la Petite Creuse et de ses and its tributaries, and C) the Petite Creuse and its tributaries. affluents.

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LES OBSTACLES À L’ENCAISSEMENT DES VALLÉES SUPÉRIEURES 33

Pour une même pente, la forme du profil peut varier : pour et ainsi, de comparer les profils de drains de longueurs diffé- évaluer et comparer les concavités, nous avons utilisé l’indice rentes (Demoulin, 1998 ; Rãdoane et al., 2003). Les ruptures de concavité de Langbein (1964) : IC = 2A/H, où A est la dif- de pente ont été systématiquement repérées en notant la férence d’altitude entre le profil à mi-parcours et une ligne dénivelée, la pente, la lithologie ainsi que la présence de droite joignant les deux extrémités du profil, et H, la dénivel- failles, de confluences et de méandres. Le tableau III donne lation entre la source et l’exutoire du cours d’eau. De plus, les caractéristiques des ruptures de pente les plus marquées l’élaboration de graphiques adimensionnels H/Ho (ratio des (37, réparties sur 20 cours d’eau). Le calcul de l’indice lon- altitudes)-L/Lo (ratio des longueurs) permet de superposer, gueur-pente de Keller et Pinter (1996) : SL = (ΔH/ΔL) × L, où

TABLEAU III Caractéristiques des ruptures de pente

Cours d’eau Distance Altitude de la Pente Indice SL* Lithologie Faille à Confluence des sources rupture de pente (m//km) à (km) (m) Bassin versant : Cher Cher 1 8,2 560 14,3 117,26 microgranite Cher 2 20,5 440 28,6 586,3 microgranite Cher 3 28,5 360 11,1 316,35 microgranite Cher 4 41 285 22,5 922,5 diatexites 285 m Tardes 1 10,7 600 28,5 304,95 micogranite Tardes 2 38,5 400 11,1 427,35 granodiorite Tardes 3 54,5 320 6,7 365,15 monzogranite Voueize 1 6,5 400 5 32,5 granodiorite Voueize 2 27 350 5,25 141,75 monzogranite Moussière 1 1,125 480 40 45 granite/gabbro Moussière 2 3,3 420 80 264 granite/gabbro 400 m Vernoele 1 2,88 400 33,3 95,904 monzogranite Vernoele 2 8,13 300 32 260,16 monzogranite Bartillate 1 5,25 375 16,6 87,15 granite/gabbro 352 m Bartillate 2 9,75 300 35,7 348,075 gabbro Magieure 1 9,25 325 20 185 gneiss Queugne 1 13,88 225 13,3 184,604 schistes Bassin versant : Aumance Aumance 1 4,3 350 12,7 54,61 granite 219 m Aumance 2 29 213 13 377 granite Œil 1 5 380 13 114 granite Œil 2 11,5 340 12 120 granite Carrières 1,85 275 55 154 granite/sables éocènes 270 m Blains 9,5 225 23 205 granite Guêtres 5,12 215 50 650 granite Bassin versant : Petite Creuse Petite Creuse 1 14 355 14 196 migmatites Petite Creuse 2 49 240 5,75 281,75 leucogranite/gneiss 294 m Verraux 1 5,25 450 16,7 87,675 granite/gabbro 450 m Verraux 2 17 350 7,27 123,59 granite/gabbro 310 m Champeix 1 4,75 370 18,2 86,45 granite/migmatites Champeix 2 7,1 330 23,3 165,43 migmatites Poiriers 3,75 375 28,5 160 granite/gabbro 370 m Mornay 6,30 280 25 280 gneiss grossiers Age 8 325 9,33 74,64 gneiss/migmatites Mortoux 1 3,48 360 25 130 gneiss gris 355 m Mortroux 2 8,65 280 20 220 gneiss grossiers Aiguille 11,4 260 23 500 migmatites Méasnes 9 250 19,5 294 gneiss

* indice longueur-pente de Keller et Pinter (1996)

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34 J.-P.LARUE

ΔH/ΔL est la pente du segment considéré, et L, la longueur du (r2 = 0,74). Ce dernier est meilleur pour les cours d’eau des bas- chenal en amont du point à partir duquel l’indice est calculé, sins de l’Aumance et de la Petite Creuse que pour ceux du Cher permet de souligner les moindres ruptures de pente. Il donne supérieur. Cependant, certains cours d’eau s’éloignent nette- des résultats semblables à l’indice de Hack (1973), qui s’en ment de la courbe puissance y = 77,946 x-0,6331, comme le sou- distingue par le fait qu’il mesure la longueur du cours amont ligne le calcul des résidus d’anomalie de pente (différence entre à partir du centre du secteur considéré. Pour les deux indices, la pente réelle et la pente donnée par l’équation de régression). la forte amplitude des valeurs, de 1 à plus de 2 500, comme Ainsi, la Voueize, la Petite Creuse amont, l’Aumance amont et pour le secteur aval du Potomac, aux États-Unis, permet de les ruisseaux de Moussière et des Carrières ont des pentes caractériser tous les changements de pente le long des pro- réelles nettement inférieures aux pentes calculées avec l’équa- fils longitudinaux. Néanmoins, il faut savoir que pour des sec- tion; le Cher supérieur, le Vernoële, la Bartillate et les ruisseaux teurs de pente identique, les valeurs augmentent avec la dis- de Champeix, de Mornay et de Louise présentent la situation tance des sources. Selon Keller et Pinter (1996), les très fortes inverse. Situés dans les bassins tertiaires de Gouzon, ou très faibles valeurs témoignent de déformations tectoniques Lavaufranche et Cosne, les drains à pente anormalement faible si elles ne sont pas corrélables avec des facteurs lithologiques. présentent des profils longitudinaux à forte concavité. Les cours Pour mieux évaluer le rôle de la tectonique, nous avons d’eau à pente anormalement forte dessinent des profils moins appliqué la méthode de Goldrick et Bishop (1995). En coor- concaves et coulent sur le socle de la Combraille, des Monts données semi-logarithmiques, les profils d'équilibre donnent de la Marche et du horst de Hérisson–Forêt de Tronçais. Ainsi des droites (Hack, 1973). Mesurées à l’exutoire, les dévia- les forts résidus d’anomalie de pente permettent-ils de repérer tions vers l'aval (D) par rapport à ces droites permettent de les profils perturbés par des phénomènes structuraux. préciser s’il s’agit de différences lithologiques ou de déséqui- Les concavités sont très variables, comme le montrent les libres engendrés par des changements de niveau de base. graphiques adimensionnels (fig. 7) et les indices de conca- Selon Goldrick et Bishop (1995), une variation du niveau de vité de Langbein (1964), qui fluctuent entre 0, pour la Louise, base entraînant un recul des ruptures de pente est certaine et 0,72, pour le Cher (tabl. II). Les fortes concavités sont asso- lorsque D est identique pour le cours principal et pour les ciées aux rivières importantes (de plus de 35 km de longueur) affluents. Cependant, pour les cours d’eau traversant plusieurs et à faible pente (inférieures à 10 ‰), comme le Cher, unités lithologiques, D mesure aussi les dénivellations d’ori- l’Aumance, l’Œil et la Petite Creuse, mais aussi à quelques gine lithologique, ce qui explique les fortes valeurs obtenues petits cours d’eau à forte pente, comme les ruisseaux de pour les plus longs cours d’eau, comme le Cher et la Tardes. Moussière et des Carrières. Les relations entre indice de Par ailleurs, le tracé de la droite permettant la mesure de D concavité, longueur, pente moyenne et résidus d’anomalie de peut manquer de précision lorsque peu de points sont alignés pente donnent de médiocres coefficients de détermination r2, à l’amont. Le tableau II donne les valeurs de D pour les respectivement 0,22, 0,20 et 0,12 (fig. 6B, C, D). Des diffé- 32 cours d’eau étudiés. rences apparaissent cependant selon les bassins : l’indice de concavité est mieux corrélé avec la pente (r2 = 0,49) dans le Pour la Petite Creuse et l’Aumance, la présence de ter- bassin de l’Aumance, alors qu’il l’est mieux avec la longueur rasses nous a permis de reconstituer les paléoprofils des (r2 = 0,39) dans le bassin de la Petite Creuse. Toutefois, en plaines alluviales successives témoignant de l’encaissement ne considérant que les résidus inférieurs à -2 et supérieurs progressif des cours d’eau. à +2, c’est-à-dire les plus éloignés de la droite y = -7,8518x + 3,2689, on obtient de meilleures corrélations (r2 = 0,57 pour RÉSULTATS les résidus très négatifs et 0,20 pour les résidus nettement positifs), attestant que la concavité augmente quand la pente L’analyse statistique des données du tableau II montre que du drain est anormalement faible, et inversement. Par le bassin du Cher supérieur se distingue des bassins de exemple, la Moussière présente un fort indice de concavité l’Aumance et de la Petite Creuse par un relief plus élevé et (0,56) et un résidu de -4,9, alors que la Louise a un profil des affluents plus longs présentant une pente moyenne plus presque rectiligne (IC = 0) et un résidu de +7,8. faible. En effet, l’altitude moyenne des sources atteint 504 m Les principales ruptures de pente observées sur les profils dans le bassin du Cher, 473 m dans celui de la Petite Creuse, et évaluées par l’indice SL ont été localisées sur les cartes et seulement 379 m dans celui de l’Aumance ; la longueur (fig. 1, 2, 3 et 4) et caractérisées dans le tableau III. Elles moyenne des affluents est respectivement de 24,8 km, déterminent des secteurs plus ou moins longs d’augmentation 11,3 km et 10,3 km et leur pente moyenne, de 11,5 m/km, de pente. La plus forte pente (80 ‰) est enregistrée sur la 19,1 m/km et 21,5 m/km. En revanche, les moyennes obte- Moussière lors de la traversée de la faille de Chambon. La nues pour les indices de concavité sont presque identiques Petite Creuse présente deux ruptures de pente : la première, pour les trois bassins (0,30, 0,31 et 0,32). dans le secteur de Boussac, engendre une pente de 14 ‰ Les profils longitudinaux (fig. 5) présentent des formes plus sur 2 km, et la seconde, située sur l’affleurement du granite de ou moins concaves, des pentes moyennes variables et des rup- Chéniers, donne une pente de 5,75 ‰ sur 4 km. Deux rup- tures de pente plus ou moins prononcées. La pente moyenne tures de pente accidentent aussi le profil de l’Aumance en d’un drain décroît avec l’aire drainée (Hack, 1957) et donc avec donnant des pentes identiques de 13 ‰ ; cependant, la pre- la longueur du cours d’eau. Le graphique A de la figure 6 indique mière, étalée sur près de 8 km dans les granites et les mig- que pente et longueur sont corrélées selon la courbe puissance matites du horst du Montet, est moins brutale que la seconde, y = 77,946 x-0,6331, avec un bon coefficient de détermination au Saut du Loup, qui présente 13 m de dénivellation en moins

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Relation longueur-pente 35 A) Mornay Louise Champeix 30 Guêtres Ronchat Bouteille 25 Blains Planchettes Ingarands Age 20 Poiriers Vernoële Méasnes Bartillate 15 Carrières Mortroux Aiguille Celette Meuzelle Béroux Forêt Magieure 10 Verraux Cher Pente (m/km) Pente Courjet Petite Creuse Oeil Tardes Moussière Aumance Cher 5 Queugne Aumance Voueize Petite Creuse 0 1 10 100 Longueur (km) Relation longueur-indice de concavité B) 0,8 Cher 0,7 Carrières 0,6 Petite Creuse Moussière Aumance Verraux Oeil 0,5 Poiriers Aumance Celette Aiguille Magieure Queugne IC 0,4 Ronchat Blains Meuzelle Champeix Courjet Tardes Bouteille Petite Creuse 0,3 Méasnes Guêtres Age Cher 0,2 Ingarands Forêt Planchettes Voueize Béroux Bartillate 0,1 Vernoële Louise 0 Mortroux 1 10 100 Longueur (km) Relation pente-indice de concavité C) 0,8 Cher 0,7 Carrières 0,6 Petite Creuse Moussière Oeil Aumance 0,5 Aumance Poiriers Verraux Celette IC Magieure 0,4 Queugne Aiguille Blains Ronchat Tardes Bouteille Champeix 0,3 Petite Creuse Méasnes Courjet Age Guêtres Mornay Voueize Cher 0,2 Béroux Ingarands Forêt Planchettes 0,1 Bartillate Vernoële 0 Mortroux Louise 0 5 10 15 20 25 30 35 Pente (m/km) Relation résidus-indice de concavité D) 15 Mornay 10 Champeix Louise Ingarands 5 Vernoële Cher Poiriers Cher 0 Planchettes Forêt

Résidus Mortroux Courjet -5 Celette Béroux Voueize Moussière Carrières -10 0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 IC

Petite Creuse Aumance Cher supérieur

FIGURE 6. Relations A) pente-longueur, B) indice de concavité-lon- A) Slope-length, B) concavity index-length, C) concavity index-slope, gueur, C) indice de concavité-pente, D) résidus-indice de concavité. D) Residuals-concavity index relationships.

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36 J.-P.LARUE

1 FIGURE 7. Profils longitudinaux A) comparés H/Ho-L/Lo (ratio des altitudes-ratio des longueurs) : Béroux Champeix Moussière A) Moussière, Champeix et Béroux (Monts de la Marche et Hauteurs 0,8 d’Aigurande) ; et B) Carrières, Louise et Planchettes (bassin de l’Aumance). Dimensionless curves H/Ho-L/Lo (ratio of elevations-ratio of dis- 0,6 tances). A) Moussière, Champeix and Béroux (Monts de la Marche and Hauteurs d’Aigurande) ; and B) Carrières, Louise and Plan- chettes (Aumance basin). 0,4 H/Ho

0,2

0 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1 L/Lo

B) 1 Planchettes Louise R des Carrières

0,8

0,6

0,4 H/Ho

0,2

0 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1 L/Lo

d’un kilomètre. La rupture de pente du Saut du Loup corres- Rochebut sur le Cher. Les ruptures de pente les mieux mar- pond à des rapides à blocs dont certains sont des boules gra- quées sont celles du Cher amont, de la Tardes, du Vernoële et nitiques d’un volume dépassant le mètre cube. Les relations de la Bartillate, de la Moussière, de la Petite Creuse, de entre la pente des secteurs d’augmentation de pente et la dis- l’Aiguille et de l’Aumance. tance des sources donnent un faible coefficient de corréla- Le nombre de terrasses et les altitudes relatives varient tion. Il en est de même pour les relations entre pente des sec- beaucoup de l’amont à l’aval. Trois secteurs peuvent être dis- teurs d’augmentation de pente et pente moyenne ou longueur tingués pour la Petite Creuse et l’Aumance (fig. 8 et 9). L’amont des drains. Ces résultats suggèrent que la localisation des (les douze premiers kilomètres) est dépourvu de terrasses. ruptures de pente dépend de variables structurales indépen- L’Aumance présente une vallée évasée encaissée d’une qua- dantes de la dynamique fluviale. Les indices SL de Keller et rantaine de mètres dans le granite et les migmatites du horst Pinter (1996) donnent des valeurs très inégales, allant de 32 du Montet. La vallée de la Petite Creuse apparaît plus ample pour la Voueize, à plus de 900 pour la rupture de pente de et moins encaissée dans le granite de l’alvéole de Soumans,

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LES OBSTACLES À L’ENCAISSEMENT DES VALLÉES SUPÉRIEURES 37

Est Ouest

550 Lavaufranche 500 Soumans Boussac Confluent Verraux Genouillac Chéniers Confluent 450 Malval + Creuse + 400 + + + + + + __ _ + + + _ _ _ 350 __ _

Altitude (m) + F 300 F

250 F + + F + + 200 0 10 20 30 40 50 60 Distance (km)

profil du cours actuel soulèvement/subsidence pléistocènes ++ leucogranite present river profile Pleistocene uplift/subsidence leucogranite

profil des terrasses + granite à biotite de la Marche gneiss et leptynites terrace profiles Marche granite with biotite gneiss and leptynite

faille migmatites sables et grès éocènes fault migmatites Eocene deposits

FIGURE 8. Profils longitudinaux et coupe géologique de la Petite Longitudinal profiles and geological cross-section of the Petite Creuse Creuse et de ses terrasses. and of its terraces.

puis dans le bassin tertiaire de Lavaufranche. Dans le sec- de l’amont vers l’aval du débit et de la taille de la charge de teur central, un système de terrasses se développe. Dans le fond. En analysant 115 rivières anglaises, Wheeler (1979) a bassin de Cosne, l’encaissement de l’Aumance ne dépasse trouvé une corrélation positive entre le dénivelé et la conca- pas 40 m et deux terrasses sont conservées en contrebas vité ; par contre, Leopold et Langbein (1962) montrent que, des dépôts pliocènes. La Petite Creuse présente des gorges dans l’Ouest américain, les profils sont d’autant plus recti- dans les migmatites de Boussac, puis une vallée évasée dans lignes que les rivières sont courtes. Si nos résultats concor- le bassin de Genouillac, mais trois niveaux de terrasses sont dent mieux avec ceux des seconds, il convient de noter que conservés. Enfin, le secteur aval des deux vallées est carac- les rivières courtes peuvent localement présenter de fortes térisé par un plus fort encaissement et par des terrasses plus concavités, comme celles des Carrières, de Moussière et des nombreuses mais plus discontinues et résiduelles. Après la Poiriers (fig. 6B). Hack (1957), Snow et Slingerland (1987) et rupture de pente de Chéniers, l’incision de la Petite Creuse Sinha et Parker (1996) ont démontré que la concavité était augmente, pour atteindre 80 m près de la confluence avec la plus forte quand la charge et la taille des matériaux dimi- Creuse, mais la vallée étroite ne laisse subsister que cinq nuaient rapidement vers l’aval et/ou que le débit augmentait replats difficiles à raccorder. À l’aval du Saut du Loup, fortement par suite d’apports d’affluents. En revanche, Hoey l’encaissement de 100 m de l’Aumance laisse subsister trois et Ferguson (1994) indiquent que c’est plutôt la forte conca- terrasses, Fu à 80 m, Fx à 20-25 m et Fya à 10 m. vité qui engendre un rapide amenuisement de la taille des matériaux et non l’inverse. La réduction de la taille des allu- INTERPRÉTATIONS vions vers l’aval serait le résultat de la perte de compétence EXPLICATION DES CONCAVITÉS DIFFÉRENTES liée à la diminution de pente. Dans le nord-ouest du Massif La concavité des profils longitudinaux dépend de la lon- central, la forte concavité des rivières importantes (celles dont gueur et de la pente des cours d’eau, mais aussi de l’évolution la longueur excède 35 km) coïncide bien avec une diminution

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38 J.-P.LARUE 220 200 180 164 m profil de l’Aumance arènes sand granitic profile Aumance Confluence Cher Fu Le Creux 177 m Fya Fx

+ + Châteloy 187 m + Fx + + +

sables argileux oligocènes sables sand Oligocene clayey argileux du Pliocène supérieur sables Upper Pliocene deposits alluviale terrasse alluvial terrace + + + + Saut du Loup 30 35 40 45 46,5 + + ++

Longitudinal profiles of the Aumance and of the Pliocene Pleistocene deposits. Longitudinal profiles of the Aumance + 219 m Fya Distance (km) Confluence Oeil Bassin de Cosne 231 m Fx Confluence Tauvenet Fya micaschistes stéphaniens et autuniens et arkoses conglomérats grès, gneiss gneiss micaschist sandstones Stephanian and Autunian + + + Nord Chavenon 300 m + + + + + + + + granite granite diorite quartzique migmatite + granite quartz diorite migmatite + + + + + + ++ + Sources Aumance 0 5 10 15 20 25

150 400 380 360 340 320 300 280 260 240 220 200 180 Altitude (m) Altitude FIGURE 9. détritiques et des formations pliocènes et Profils longitudinaux de l’Aumance quaternaires.

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de la taille des matériaux vers l’aval : ainsi la compétence du Les cours d’eau secondaires à pente anormalement forte Cher diminue-t-elle rapidement après son entrée dans le bas- sont situés dans des secteurs soulevés qui ont été atteints sin tertiaire de Montluçon. Par contre, les différences de par l’érosion régressive partie des cours principaux. Ainsi, concavités enregistrées pour les petits cours d’eau ne peu- dans le bassin de l’Aumance, la remontée de l’érosion régres- vent être dues à ces facteurs, car les cours d’eau étudiés pré- sive atteint le Saut du Loup; à l’aval de la rupture de pente, les sentent tous des charges caillouteuses et sableuses qui affluents ont des pentes anormalement fortes, alors qu’à décroissent assez peu vers l’aval. La lithologie ne contrôle l’amont, elles sont anormalement faibles. Les rivières du bas- pas non plus les différences de concavité, tout au moins pour sin de Cosne ont des profils à forte concavité car elles n’ont les petits cours d’eau ; aussi les variations de niveau de base que très peu creusé depuis la mise en place des dépôts, qu’on et la tectonique doivent-elles être envisagées comme causes a pu dater du Pliocène supérieur par la présence de zircons probables. Schumm et al. (2000) montrent que l’abaissement volcaniques du Mont-Dore (Tourenq et Turland, 1982 ; Turland du niveau de base engendre une érosion régressive, souvent et al., 1990). Dans le bassin de la Petite Creuse, les affluents marquée par une rupture de pente, si l’ajustement morpholo- de rive droite ont, pour un même niveau de base, des pentes gique du lit est rendu difficile par le fort encaissement de la val- toujours plus faibles que les cours de rive gauche : un soulè- lée. Cette situation existe pour les petits cours d’eau étudiés vement plus important pour les Monts de la Marche que pour qui ont des vallées étroites et encaissées dans le socle et qui l’axe d’Aigurande peut expliquer cette situation (fig. 1). Sur la coulent sur des alluvions grossières très peu épaisses. même rive, on peut noter une évolution de l’amont vers l’aval En effet, les faibles indices de concavité sont associés à qui est due aux remontées de l’érosion régressive à partir de des secteurs soulevés. Dans le bassin de l’Aumance, les la Creuse. Par exemple, en amont de la rupture de pente de concavités sont plus prononcées dans le bassin de Cosne Chéniers, le ruisseau de l’Aiguille a une anomalie de pente que sur le horst de Hérisson (fig. 4 et tabl. II). Les indices de négative, alors qu’à l’aval de la rupture de pente, l’anomalie du concavité des affluents de rive droite de l’Aumance diminuent ruisseau de Méasnes est légèrement positive. vers l’aval, du Courjet à la Louise, pour ensuite remonter, des Dans le bassin supérieur du Cher, en amont de Montluçon, Ingarands au Ronchat ; le cours de la Louise est situé dans les trois ruptures de pente de la Tardes et du Cher et les deux l’axe du soulèvement du horst de Hérisson. Pour les affluents augmentations de pente de la Voueize se situent sur des de rive gauche du Cher, on peut enregistrer une augmentation affleurements de granodiorites et de microgranites plus résis- des indices de concavité de l’amont vers l’aval, du Vernoële tants que les granites et les diatexites voisins (fig. 10). La rup- (0,11) à la Queugne (0,40), qui témoigne du soulèvement des ture de pente du ruisseau de Moussière correspond à l’inter-

Monts de la Marche (fig. 3). face granite de Chanon–sables argileux éocènes, vers 400 m 8888 8 8 8 8 N 8 ~

~ 88888 ~ 8

~ ~ ++ 8 8 8 8 ~ ~ 1 km ++~ ~ ~ ~ ~ ~

358 m ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ 350 m 340 m 88 ~ 8 ++ ~ ~ ~ ~ ++++Voue ~

ize +++ 8888 400 m +++++

+++++ 88

++++++ 428 m 8 +++++ 435 m ++++++ +++++ 330 m ++420 m 400 altitude (m) métatexites alumineuses ++ elevation (m) ~ metatexites Chambon- sur-Voueize augmentation de pente tufs volcaniques slope increase volcanic tuffa + ar + + monzogranite rhyolites filoniennes T des

monzogranite rhyolites 329 m migmatites8 à biotite faille migmatites fault

FIGURE 10. Carte morphostructurale de la zone de confluence Morphostructural map of the Tardes-Voueize confluence (the grid pat- Tardes-Voueize (le cercle quadrillé indique l’espace urbanisé). tern indicates the urbanized area).

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d’altitude. Là, l’érosion régressive est bloquée par le granit mètres d’origine lithologique, serait responsable de la formation résistant sur la faille de Chambon. Cependant, l’importante des gouttières de la Petite Creuse et du Verraux, puis une rupture de pente de Rochebut, à l’amont de la confluence seconde, d’une trentaine de mètres, pourrait être à l’origine de Cher-Tardes, s’explique plus par l’augmentation de puissance l’encaissement en V des vallées actuelles à partir de la forme du Cher, résultant de l’apport de la Tardes, que par la litholo- évasée en gouttière. Les niveaux alluviaux les plus anciens, gie, qui reste homogène dans ce secteur formé de diatexites. formés de sables très argileux et de quartz mal roulés, ont En revanche, dans les bassins de la Petite Creuse et de enregistré ces déformations tectoniques : le plancher de la l’Aumance et pour les affluents de rive gauche du Cher, au gouttière de la Petite Creuse est dénivelé d'une vingtaine de nord de Montluçon, la plupart des ruptures de pente déce- mètres entre le bassin de Lavaufranche et le secteur de lées ne sont pas liées à des contacts lithologiques. Soit elles Boussac (fig. 8) et la gouttière du Verraux est soulevée lors de se développent au sein d’une même roche, comme dans les la traversée des Monts de la Marche (fig. 12). Les profils 1 et 2 granites du Saut du Loup pour l’Aumance, soit elles sont net- (fig. 12) indiquent que les Monts de la Marche se sont soulevés tement décalées par rapport au contact lithologique, comme d’une vingtaine de mètres depuis la mise en place des allu- pour la Petite Creuse. En outre, les contrastes lithologiques vions tapissant la gouttière, probablement au Pliocène supé- restent le plus souvent limités : les migmatites ont une résis- rieur (Cohen-Julien et al., 1991), et que le profil actuel du tance semblable à celle des gneiss et des granites. Souvent, Verraux présente une forme convexe à l'emplacement de la les confluences ne modifient pas la pente des cours d’eau surrection. Sur les versants, les alluvions se raccordent à des analysés : pour la Petite Creuse, la pente n’augmente ni après glacis d’érosion bien développés sur les flancs des Monts de la la confluence du ruisseau de Champeix ni après celle du Marche et des hauteurs d’Aigurande (fig. 2). Verraux. Il faut donc considérer la tectonique comme cause Toujours façonnés dans des roches résistantes, les rup- probable de ces ruptures de pente. tures de pente reculent très lentement, empêchant la régula- risation du profil longitudinal, un peu comme pour les littoraux découpés. Les ruptures de pente ralentissent ou même blo- LE RÔLE DE LA TECTONIQUE quent le creusement de la vallée à l’amont de leur localisation. Pour évaluer ce facteur, nous avons appliqué la méthode Mais l’abondance des alluvions périglaciaires conservées de Goldrick et Bishop (1995). Construite en utilisant cette dans les vallées supérieures et dans les bassins tertiaires a méthode, la figure 11 montre que la Petite Creuse et le Verraux probablement un effet identique : Beaujeu-Garnier (1954) et présentent à leur confluence des dénivellations D nettement Bomer (1954) ont montré que les vallées mûres du Limousin, plus fortes (respectivement 100 m et 170 m) que celle des rapportées à un vieux cycle par Baulig (1928), correspondaient cours d’eau qui coulent sur le versant nord des hauteurs plutôt à des remblaiements périglaciaires. d’Aigurande, comme l'Indre (55 m à La Châtre). Les cours d'eau Dans le bassin de l’Aumance, le soulèvement du horst de secondaires enregistrent des valeurs inférieures : 40 m pour Hérisson–Tronçais est souligné par les valeurs élevées de D le ruisseau de Champeix et 25 m pour ceux de Moussière et de et par l’évolution des concavités des affluents de rive droite l'Age. Les valeurs identiques pour ces deux derniers, qui cou- (tabl. II et fig. 4). La reconstitution des différents stades lent sur des substrats différents, semblent exclure le facteur d’évolution de la vallée de l’Aumance à partir des alluvions lithologique et privilégier le contrôle tectonique. En observant anciennes conservées suggère des mouvements tectoniques les profils des affluents de rive gauche du Cher de l’amont vers différentiels dans le temps et dans l’espace (fig. 9). La géo- l’aval, on peut constater que D diminue du sud au nord : 320 m métrie des dépôts du Pliocène supérieur matérialise la sub- pour la Tardes, 160 m pour le Vernoële, qui atteint le Cher à sidence du bassin de Cosne et un soulèvement d’une quin- Montluçon, 115 m pour la Magieure et 100 m seulement pour zaine de mètres des bordures immédiates. Depuis la mise en la Queugne (tabl. II et fig. 3). Parallèlement, la concavité des place de ces dépôts, le creusement a dépassé 80 m en aval profils s’améliore du sud au nord. Un soulèvement plus pro- du Saut du Loup, mais est resté inférieur à 20 m en amont. En noncé des Monts de la Marche, au sud, pourrait expliquer ce effet, les alluvions les plus anciennes, postérieures au gradient. L’étude comparée des petits cours d’eau descendant Pliocène (Fu de la carte géologique de Hérisson, à la fig. 9), des Monts de la Marche et des hauteurs d’Aigurande permet de sont conservées à 80 m d’altitude relative, au droit du Creux, confirmer et de préciser cette tendance : les premiers, le au centre du horst de Hérisson–Forêt de Tronçais, alors que Verraux et les ruisseaux de Champeix, des Poiriers et de dans le bassin de Cosne, les alluvions emboîtées dans les Mornay, présentent pour D des chiffres plus forts (respective- dépôts pliocènes ne dépassent pas 17 m d’altitude relative. En ment 170, 40, 90 et 50) que les seconds, les ruisseaux du observant deux formes emboîtées dans la région de Hérisson, Béroux (30), de l’Age (25) et de la Celette (30). Les concavités Le Griel (1991) déduit que la vallée, large de 3 à 4 km, a été sont aussi très différentes, comme l’indique la figure 7 : celles creusée lors des mouvements pliocènes et que la gorge de la Moussière et du Champeix, qui coulent sur les flancs des résulte de l’incision de l’Aumance provoquée par le soulève- Monts de la Marche, sont beaucoup plus fortes que celle du ment en bloc de la cuvette de Cosne et du horst de Hérisson Béroux, qui descend des hauteurs d’Aigurande. Ces données depuis quelques centaines de milliers d’années. La figure 9 révèlent un soulèvement plus important pour les Monts de la montre que l’incision dans le bassin de Cosne commence Marche que pour les hauteurs d'Aigurande. Les figures 11C et juste avant la mise en place de la nappe de la moyenne ter- 12B suggèrent que la surrection des Monts de la Marche s’est rasse Fx (Turland et al., 1990) et qu’elle s’effectue depuis cette réalisée en deux phases : une première, que l’on peut évaluer période, au même rythme que sur le horst de Hérisson. De par à une centaine mètres si l’on retire à D une cinquantaine de sa position et ses faciès alluviaux, cette moyenne terrasse

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A) 800 Tardes confluence Cher-Aumance 700 confluence Cher-Tardes Cher K K 600 K

500 Moussière 320 Vernöele K K K D = 125 K 320 400 Voueize K 430 Altitude (m) K Queugne K 160 300 Bartillate K K 135 100 200

100 1 10 100 km Distance (km) B) 400

confluence Oeil K 350 confluence Cher K K 300 Carrières K 103 K

Altitude (m) 250 136 145 36 120 K K 200 60 Louise Ingarands Planchettes Aumance 150 1 10 100 km Distance (km) C) 550 confluence Petite Creuse-Verraux Verraux 500 Champeix K confluence Creuse 450 Petite Creuse Age 170 400 Celette 140 K 100 350 K Méasnes 40 Altitude (m) 25 30 180 300 K 30 150 K 80 K 250 30 200 1 10 100 km Distance (km)

80 dénivellation (D) en mètres par rapport à la droite du profil d'équilibre deviation from the straight line of the equilibrium river long profile (in m) rupture de pente knickpoint changement lithologique lithological change

FIGURE 11. Profils en long des cours d'eau en coordonnées semi- River semi-logarithmic long profiles: A the Cher and its tributaries, logarithmiques A) du Cher et de ses affluents, B) de l’Aumance et de B) the Aumance and its tributaries, and C) the Petite Creuse and its ses affluents, et C) de la Petite Creuse et de ses affluents. tributaries.

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Nord Sud FIGURE 12. A) Profils longitudi- naux du Verraux et du fond de sa 550 Confluence A) Viges gouttière. B) Profils transversaux de Petite Creuse la vallée du Verraux de l’amont (1) à l’aval (5). Parsac 500 Longitudinal profiles A) and cross- sections B) of the Verraux valley from upstream (1) to down- Monts de la Marche x 450 au stream (5).

} r Ver Clugnat 400 + + + +

Altitude (m) + 350 + + + + F + F + 300 +

F 5 4 3 2 1 250 0 5 10 15 20 25 Distance (km)

profil longitudinal du cours actuel tuf dévonien present river profile Devonian tuffa

profil de la gouttière et alluvions conservées faille flat-floored valley profile and alluvia fault

granite localisation des profils transversaux + + granite 1 représentés en B cross-sections location gabbro-diorite gabbro-diorite

Ouest Est

B) Verraux 3 460

440 3 4 4 2 420 1 1 400 2

380 5 Altitude (m) 360 5

340

320

300 0 0,5 1 1,5 2 2,5 Distance (km)

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peut être raccordée à celle du Cher, mise en place au Saalien accumulées dans le bassin de Gouzon pendant les périodes (Tourenq et Turland, 1982 ; Turland et al., 1990 ; Larue, 1994). froides du Pléistocène, est aussi responsable de l’absence de L’absence de creusement au Pléistocène inférieur est proba- creusement des cours d’eau qui, du fait de leur forte concavité blement due à une subsidence lente du bassin de Cosne, aval, ont toujours eu une compétence insuffisante pour dépla- insuffisante toutefois pour permettre la superposition et la cer leur charge de fond. conservation des nappes alluviales périglaciaires. La rupture de pente du Saut du Loup sépare ainsi deux secteurs qui ont CONCLUSION évolué différemment : longtemps resté subsident, l’amont est caractérisé par des vallées à profils concaves et une incision La pente, la forme des profils longitudinaux et les ruptures limitée qui traduisent une situation d’équilibre dynamique, de pente sont des indicateurs géomorphologiques précieux alors que l’aval, en surrection constante, témoigne d’une situa- pour déceler les déformations tectoniques différentielles de tion de déséquilibre marquée par des profils à faible concavité faible ampleur; mais, comme l’a montré Demoulin (1998), il est et une incision des affluents plus importante dans la partie nécessaire d’utiliser plusieurs paramètres et de tenir compte aval que dans la partie amont. En effet, la situation d’équilibre du cadre morphostructural. Le soulèvement des Monts de la dynamique n’est pas atteinte lorsque les profils présentent Marche et du horst de Hérisson–Forêt de Tronçais est ainsi des ruptures de pente et que l’incision est plus forte à l’aval bien mis en évidence, mais reste difficile à chiffrer précisé- qu’à l’amont des cours d’eau (Lague, 2001). La reconstitution ment. Dans les régions de socle hétérogène, comme la bor- des paléoprofils des moyenne et basse terrasses suggère que dure nord du Massif central, les déformations tectoniques la rupture de pente du Saut du Loup a reculé d’environ génèrent des dynamiques fluviales qui varient dans l’espace. 1 500 m depuis l’accumulation de la nappe de la moyenne Le recul des ruptures de pente par érosion régressive est rapi- terrasse, ce qui donne un recul de 0,75 cm/an en attribuant dement bloqué par des roches résistantes. Aussi les vallées 200 000 ans à l’accumulation saalienne (Shackleton et al., présentent-elles, de l’amont à l’aval, plusieurs secteurs qui 1990). Moins rapide que pour les ruptures de pente d’origine évoluent différemment. Les bassins tertiaires de Cosne, de glaciaire (20 cm à 3 m/an dans les Alpes [Brocard, 2003]), ce Gouzon, de Lavaufranche et de Genouillac ont pu conserver recul dépasse en vitesse celui des ruptures de pente des des vallées mûres à forte concavité et faible encaissement en marges passives (1 à 2 mm/an en Australie [Weissel et Seidl, raison de leur isolement des secteurs aval par des ruptures de 1998]), mais s’échelonne sur une plus longue durée. pente d’origine tectonique et lithologique. En effet, la plupart des ruptures de pente sont dues à la tectonique, comme l’at- La Petite Creuse comporte trois secteurs, de l’amont à teste l’application de la méthode de Goldrick et Bishop (1995), l’aval (fig. 2 et 8) : en amont de Boussac, un secteur en équi- mais leur pérennité résulte de la lenteur du recul dans des libre dynamique non atteint par l’érosion régressive; à l’aval de roches résistantes à l’érosion fluviale. Chéniers, un secteur en déséquilibre marqué par une forte incision de la Petite Creuse ; et entre les deux, un secteur en REMERCIEMENTS voie de déséquilibre, avec un creusement important à l’amont (gorges de Boussac) et une accumulation dominante à l’aval Nous remercions M. Marandola (Université Paris XII) pour (bassin de Genouillac). Le nombre de terrasses diffère selon la mise au net des figures et T. Buffin-Bélanger, B. Hétu et les secteurs : à l’amont, une seule terrasse formée d’alluvions F.Petit pour leurs critiques et leurs suggestions qui ont permis recouvrant les dépôts éocènes du bassin de Lavaufranche, l’amélioration du manuscrit. au centre, trois terrasses principales, et à l’aval, cinq terrasses qui se raccordent à celles de la vallée de la Creuse. Bien que RÉFÉRENCES le raccordement des terrasses de l’aval à l’amont soit délicat Antoine, P., 1994.The Somme valley terrace system (northern France): A model en raison de leur discontinuité, il apparaît que les terrasses of river response to Quaternary climatic variations since 800 000 BP.Terra anciennes sont de moins en moins nombreuses vers l’amont. Nova, 6 : 453-464. Baulig, H., 1928. Le Plateau central de la France et sa bordure méditerranéenne. Dans le bassin de Gouzon, la Voueize et le ruisseau de Étude morphologique. Thèse de doctorat d’État. Colin, Paris, 591 p. Moussière coulent sur des alluvions épaisses, souvent diffi- Beaujeu-Garnier, J., 1954. Essai de morphologie limousine. Revue de géogra- ciles à distinguer des sédiments éocènes. Leur forte concavité phie alpine, 42 : 269-302. et l’absence d’incision traduisent une situation d’équilibre dyna- Bomer, B., 1954. Le relief du Limousin septentrional, p. 65-95. In Mémoires et mique qui peut s’expliquer, soit par une subsidence constante Documents, tome IV. Centre de documentation cartographique et géogra- du bassin depuis l’installation des cours d’eau, soit parce que phique, Centre National de la Recherche Scientifique, Paris, 284 p. l’érosion régressive n’a pas encore atteint le bassin de Gouzon, Bonnet, S., Guillocheau, F. et Brun, J.P., 1998. Relative uplift measured using qui apparaît ainsi perché par rapport aux incisions du Cher, de river incisions: The case of the armorican basement (France). Comptes ren- la Tardes et de la Voueize aval. Starkel (1999, 2003) indique dus de l’Académie des sciences (Paris), Série D, 327 : 245-251. que le profil longitudinal des cours supérieurs, souvent hérité de Brocard, G., 2003. Origine, variabilité spatio-temporelle et signature morpho- périodes anciennes, ne rend pas compte de la tectonique, mais logique de l’incision fluviale dans les Alpes dauphinoises (SE France). Mémoire du laboratoire de géologie de l’Université de Grenoble, 43, 165 p. seulement des fluctuations climatiques récentes. Whipple Bull, W.B., 1990. Stream-terraces genesis: Implications for soil development. (2001) montre que lors d’un soulèvement rapide, le profil lon- Geomorphology, 3 : 351-367. gitudinal s’adapte progressivement de l’aval à l’amont et qu’une Cohen-Julien, M., Quenardel, J.-M., Freytet, P., Lemaire, D., Lerouge, G., Le rupture de pente mobile sépare un secteur aval, adapté aux Cœur, C., Delbos, R. et Vautrelle, C., 1991. Notice explicative de la feuille nouvelles conditions, et un secteur amont, qui conserve la pente Boussac à 1/50 000. Éditions du Bureau de recherches géologiques et héritée des anciennes conditions. L’abondance des alluvions, minières (BRGM), Orléans, 91 p.

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44 J.-P.LARUE

Cohen-Julien, M., Quenardel, J.-M., Freytet, P., Lerouge, G., Rolin, P.et Schmitt, Quenardel, J.-M., Cohen-Julien, M., Freytet, P., Lemaire, D., Lerouge, G. et Peulvast, P., 1989.Notice explicative de la feuille Dun-le-Palestel à 1/50 000. Éditions J.P., 1991. Notice explicative de la feuille Aigurande à 1/50 000. Éditions du du Bureau de recherches géologiques et minières (BRGM), Orléans, 60 p. Bureau de recherches géologiques et minières (BRGM), Orléans, 100 p. Demoulin, A., 1998. Testing the tectonic significance of some parameters of Rãdoane, M., Rãdoane, N. et Dumitriu, D., 2003. Geomorphological evolution of longitudinal river profiles: The case of the Ardenne (Belgium, NW Europe). longitudinal river profiles in the Carpathians. Geomorphology, 50 : 293-306. Geomorphology, 24 : 189-208. Schmitt, L., Maire, G. et Humbert, J., 2001. 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